一、祁连山主要地质特征（论文文献综述）
夏林圻,李向民,余吉远,王国强[1]（2016）在《祁连山新元古代中—晚期至早古生代火山作用与构造演化》文中进行了进一步梳理祁连山地区的新元古代中—晚期至早古生代火山作用显示系统地时、空变化,其乃是祁连山构造演化的火山响应。随着祁连山构造演化从Rodinia超大陆裂谷化—裂解,经早古生代大洋打开、扩张、洋壳俯冲和弧后伸展,直至洋盆闭合、弧-陆碰撞和陆-陆碰撞,火山作用也逐渐从裂谷和大陆溢流玄武质喷发,经大洋中脊型、岛弧和弧后盆地火山活动,转变为碰撞后裂谷式喷发。850604 Ma的大陆裂谷和大陆溢流熔岩主要分布于祁连和柴达木陆块。从大约550 Ma至446 Ma,在北祁连和南祁连洋-沟-弧-盆系中广泛发育大洋中脊型、岛弧和弧后盆地型熔岩。与此同时,在祁连陆块中部,发育约522442 Ma的陆内裂谷火山作用。早古生代洋盆于奥陶纪末（约446 Ma）闭合。随后,从约445 Ma至约428 Ma,于祁连陆块北缘发育碰撞后火山活动。此种时-空变异对形成祁连山的深部地球动力学过程提供了重要约束。该过程包括:（1）地幔柱或超级地幔柱上涌,导致Rodinia超大陆发生裂谷化、裂解、早古生代大洋打开、扩张、俯冲,并伴随岛弧形成;（2）俯冲的大洋板片回转,致使弧后伸展,进而形成弧后盆地;（3）洋盆闭合、板片断离,继而发生软流圈上涌,诱发碰撞后火山活动。晚志留世至早泥盆世（420400 Ma）,先期俯冲的地壳物质折返,发生强烈的造山活动。400 Ma后,山体垮塌、岩石圈伸展,相应发生碰撞后花岗质侵入活动。
王平康,祝有海,卢振权,白名岗,黄霞,庞守吉,张帅,刘晖,肖睿[2]（2019）在《青海祁连山冻土区天然气水合物研究进展综述》文中研究指明祁连山冻土区是我国陆域天然气水合物调查研究的重点地区之一,也是我国目前在陆域冻土区唯一一处取得天然气水合物找矿发现的地区.自2008年首次钻获天然气水合物实物样品以来,调查研究工作逐步向广度和深度迈进,取得了由点到面的扩边勘查进展、油气等多种能源的发现以及试采试验成功等系列成果,同时基础理论认识水平得到了显着提升.在水合物地质特征和成藏系统研究方面,各要素描述得更加全面和深入,尤其是对气源和构造条件的深入分析,进一步丰富了水合物含油气系统的内涵.在调查技术方法研究方面,通过开展试验性实验,初步形成了从点上钻探调查技术到面上地球物理-地球化学调查综合性的技术方法体系,在勘探实践中发挥了重要的作用.在水合物试采试验方面,证实了降压试采工艺、控制监测等关键技术在成岩储层中应用的可行性,提出水平井试采工艺结合储层压裂改造技术将是未来提高产气量重要的科技攻关方向之一.在环境效应研究方面,发现了可以证实水合物稳态发生过变化或正处于变化之中的矿物学证据,提出了气候变暖引起水合物系统的演变模式,环境影响作用已逐步显现.由此可见,在祁连山冻土区,天然气水合物具有资源与环境并重的双重意义,不仅作为一种新型能源具有潜在的资源价值,而且还是一种会引起环境效应的不稳定因素.不难预测,随着青藏高原持续变暖,水合物储层稳定性评价研究将成为祁连山冻土区水合物资源环境效应研究的一个重要方面.
李三忠,李涛,赵淑娟,李玺瑶,刘鑫,郭玲莉,于胜尧,李少俊[3]（2017）在《东亚原特提斯洋（Ⅴ）:北界西段陆缘属性及微陆块拼合》文中研究表明早古生代原特提斯洋在祁连造山带的分支本文称为古祁连洋。其洋内及邻区存在中祁连、阿拉善、柴达木、华北、扬子、塔里木等多个陆块、微陆块,处在一个复杂的多岛洋的环境中。祁连地区早古生代经历了较为复杂的俯冲拼合、碰撞造山过程。本文探讨了祁连造山带的几个构造单元构造属性,认为早古生代阿拉善微陆块南缘为被动大陆边缘,中祁连北缘为活动大陆边缘。阿拉善南部与之平行的龙首山构造单元为俯冲造山形成的增生楔体;北祁连构造带为一套俯冲增生杂岩,包含高压变质岩带、蛇绿岩带、岛弧岩浆和部分洋壳残片等,记录了古祁连洋壳从大陆裂解,洋壳形成,俯冲拼合,碰撞造山的造山过程。495Ma左右南祁连南部柴达木微陆块向北俯冲的影响,古祁连洋壳俯冲受阻,俯冲带向北后退,形成大岔大坂岛弧。弧前地区发生洋-洋俯冲事件,堆积增生大岔大坂、白泉门、九个泉等SSZ型北祁连蛇绿岩北带,并伴随第二期清水沟、牛心山、野牛滩等地岩浆事件。460Ma左右阿拉善微陆块和中祁连微陆块开始碰撞拼合,古祁连洋开始闭合。值得注意的是拼合过程不是均一的,存在自西向东斜向"剪刀式"的拼合方式,产生了由西向东年代变新的"S"型同碰撞岩浆岩。约440Ma古祁连洋闭合,进入陆内造山阶段。440Ma之后,拼合陆块处在一种拉伸的构造环境之下,金佛寺、牛心山、老虎山等地产生碰撞后岩浆岩。422406Ma发生俯冲折返、高压榴辉岩和高压低温蓝片岩退变质作用,形成以紧闭不对褶皱为特征的第二幕变形。根据各陆块、微陆块碎屑锆石年龄谱分析对比,中祁连基底应与华北不同,而可能与扬子有关。Rodinia超大陆聚合之前,中祁连微陆块作为一个独立的微陆块与华北、扬子保持一定距离。1.00.8Ga Rodinia超大陆聚合过程中祁连微陆块与冈瓦纳北缘拼贴在一起,而距华北较远。随着Rodinia超大陆裂解,中祁连微陆块远离冈瓦纳,逐渐向华北靠近,500400Ma原特提斯洋闭合,华北、阿拉善与中祁连拼合,并整体拼合到冈瓦纳大陆北缘。
杜泽忠[4]（2014）在《甘肃白银厂铜多金属矿田成矿作用研究》文中进行了进一步梳理甘肃白银厂铜多金属矿田为北祁连山块状硫化物矿床成矿省最为典型且最为重要的一个矿田。该矿田包括5个工业矿床,分别为折腰山大型Cu-Zn矿床、火焰山中型Cu-Zn矿床、铜厂沟小型Zn-Pb-Cu型矿床、小铁山大型Pb-Zn-Cu型矿床及四个圈Pb-Zn-Cu型矿床。本文以折腰山矿床和小铁山矿床为重点解剖对象,深入开展了成矿地质作用、成矿结构面、流体矿物特征标志研究,梳理和总结了白银厂铜多金属矿田的成矿过程,构建了找矿预测地质模型。折腰山矿床和小铁山矿床产于石英角斑质凝灰岩中,受火山机构的控制。矿体上盘主要呈NEE向层状、透镜状产出,下盘主要呈脉状、网脉状产出。近矿围岩蚀变以绿泥石化、绢云母化、硅化、重晶石化为主。对白银厂矿田火山岩岩相学、矿物学、岩石地球化学及年代学进行了系统研究,结果表明,该区火山岩成岩时间约为468-472Ma,在奥陶纪陆缘岛弧环境下形成的；其源区为地幔楔,但受到了俯冲板片（包括洋底沉积物）部分熔融形成的熔体的混染。且推断该矿田内的三个旋回的火山岩是相同构造环境下同源岩浆演化的产物。通过对火山机构与矿体的时空关系研究,明确了火山机构对矿体具有明显的控制作用,确定了成矿时间为酸性火山岩喷发晚期的宁静期。对含铁硅质岩、重晶石、绿泥石等流体标型矿物的研究认为,成矿流体从成矿前期到成矿阶段过程中,存在着典型的地球化学障,即重晶石+含铁硅质岩（酸性、氧化）→石英+绢云母+绿泥石（中酸性、偏还原）→碳酸盐类（碱性、氧化）。硫、铅同位素及单矿物微量元素研究表明,成矿物质来源为该区的火山岩建造-细碧角斑岩系；氦、氩、氢、氧同位素及包裹体研究表明,成矿流体为火山作用带来的岩浆热液与海水的混合流体。流体包裹体研究表明,成矿流体在运移过程中为中高温、中低盐度、富Cl-和SO42-、贫F-的H2O-NaCl-CO2-CH4体系的流体,处于相对氧化及酸性环境下,在成矿过程中为中低温中等盐度的富S2-的H2O-NaCl-CO2-CH4体系的流体,处于相对还原及中性环境下。在以上基础上,确定了成矿地质体,明确了成矿结构面,探讨了流体标型矿物、成矿物质来源、成矿流体物理化学性质及其来源,系统阐述了矿床的形成过程,并构建了“三位一体”找矿预测地质模型。
李文渊[5]（2004）在《祁连山岩浆作用有关硫化金属矿床成矿与找矿》文中指出祁连山是中国最为重要的早古生代与海相火山岩有的块状硫化物（VHMS）铜多金属矿床成矿带,而其北邻的龙首山则为中国元古宙最主要的岩浆铜镍硫化物（铂族金属）矿床成矿带,本论文从成矿发展的角度,将两成矿带视为一个紧密联系的整体谓之广义的祁连山予以研究,重点摘取元古宙、早古生代成矿作用片段作为研究的主要对象。元古宙岩浆铜镍硫化物（铂族金属）矿床成矿作用范围覆盖整个广义祁连山的前长城纪古老基底陆块和微陆块,早古生代VHMS铜多金属矿床成矿作用则仅发育于狭义祁连山早古生代海相火山岩作用范围（局部可抵新元古代末）。 元古宙岩浆铜镍硫化物（铂族金属）矿床成矿作用以金川世界级超大型矿床为典型代表,岩石-矿物Sm-Nd等时线定年为1508±31Ma,其西邻的具科马提岩特点的藏布太不含矿蚀变超镁铁岩Sm-Nd等时线定年为1511±67Ma,北祁连西段镜铁山微陆块朱龙关群中鉴别出的大陆溢流玄武岩（CFB）,不同方法定年数据形成了较大的时间跨度（1780～604Ma）,但也处于元古代,而南祁连化隆微地块中分布的几乎全岩矿化的拉水峡小型岩浆铜镍硫化物（铂族金属）矿床等相邻镁铁-超镁铁岩侵入体,尽管目前尚无确切的定年数据,亦形成于元古宙无疑。本论文认为这些现存于不同陆块、微陆块基底中的元古宙喷出的大陆溢流玄武岩（CFB）、科马体岩、侵入的镁铁-超镁铁岩体和熔离成因的岩浆铜镍硫化物（铂族金属）矿体,是响应Columbia超大陆裂解,祁连古陆在1.5Ga左右时期伴随拉张作用,发生大规模岩浆作用导致形成大火成岩省（LIP）的结果。源于核幔边界“D”层的地幔柱上升作用于岩石圈底部发生部分熔融,形成多物质来源大规模岩浆,最终上涌喷出（CFB、科马体岩）、形成喷发管道（基性岩墙群,镜铁山微陆块、龙首山微陆块中的大量出现的辉长岩脉集中分布?）、上侵形成层状侵入体和岩浆铜镍硫化物（铂族金属）矿体（成带分布的镁铁-超镁铁岩体群和局部高矿化率的岩体）构成了祁连古LIPs。 与世界上大部分着名的LIPs形成后一直处于稳定的克拉通不同,祁连古陆形成LIPs后,在早古生代即遭解体而支离破碎,并演化成为造山带而横垣于中国两部。因此,祁连古LIPs的恢复较为困难,需要更加细致的工作。事实上,愈来愈多的证据表明世界上大部分大规模的岩浆铜镍硫化物（铂族金属）矿床均为地幔柱作用的结果,可分为核幔边界来源和次生的软流圈地幔来源两种地幔柱作用,前者可形成大规模的铜镍矿床,后者则难有大规模的铜镍聚集,主要形成于造山作用期后。 金川矿床的地质地球化学特征表明,整体岩石化学成分为二辉橄榄岩,矿化率高达60%,拉水峡高达90%,如此之高的金属硫化物聚集绝非岩浆就地熔离所为,肯定为深部更大岩浆房不混溶形成含金属硫化物岩浆,甚至金属硫化物液相（矿浆）直接贯入所致;岩体ε Nd（t）=-1.9～-4.3,（La/Yb）N为5.39～79.15之间,平均值15.04,(87Sr/86Sr)i在0.702547～0.711761之间,
张新虎[6]（2007）在《甘肃省区域构造及区域成矿找矿研究》文中提出甘肃省内具有北山、祁连山和西秦岭三个古生代碰撞型造山带，是中国地质构造最为复杂的地区之一。祁连山是中国最为重要的早古生代与海相火山岩有关的块状硫化物（VHMS）铜多金属矿床成矿带，而其北邻的龙首山则为中国元古宙最主要的岩浆铜镍硫化物（铂族金属）矿床成矿带，西秦岭是中国最主要的蚀变岩型金矿成矿区。甘肃省的古板块构造格局是在古生代生成的。早古生代初期至晚古生代末，甘肃省分属西伯利亚板块、哈萨克斯坦板块、塔里木板块、华北板块、柴达木-祁连板块和扬子板块，其古生代地质历史实际就是板块聚敛的过程。这种聚敛过程不是固定的简单的合，而是在不断运动和运移过程中的消。古秦岭、古祁连、古北山洋壳在寒武纪由于板块运移的挤压而破裂，并相对于刚性块体俯冲，或者沿活动陆缘破裂并产生不同期次的俯冲消减，俯冲线逐渐向大洋及洋盆方向移动，洋面收缩，直至大洋及洋盆消亡；同时在活动大陆边缘形成沉积-火山物质的堆积和加积，每次俯冲运动都会相应地产生一部分新生陆壳（增生地体），使陆块逐渐向外增长，最后导致不同大陆板块的最终碰撞，形成了西秦岭、祁连山、北山古生代碰撞型造山带。因此，甘肃省自新元古代以后的构造发展主要为聚敛过程，并在晚古生代末聚合形成统一大陆。后来的各个地质时期的构造运动仅仅是在原有格局的基础上，加以改造并明显地复杂化。如在中新生代受到印度板块与欧亚块板碰撞作用的波及，产生一系列挤压运动，沿原有的一些断裂构造产生区域性的隆起和沉降，形成了现今复杂的地质景观。论述了甘肃省地球物理场特征和造山带的地壳结构，探讨了地球物理场与成矿的关系。以全省的1：20万水系沉积物测量成果为基础，研究省内39种（SiO2、Al2O3、Fe2O3、CaO、MgO、K2O、Na2O、P、Ti、Ba、Mn、Cu、Zn、Pb、Sr、Zr、Cr、Ni、La、V、Th、Co、Nb、Y、Ag、Cd、Li、As、Sb、Hg、W、Mo、B、Be、Bi、Sn、F、Au、U）元素（其中前七种为氧化物）在各时代地层中的分布特征。对全省地球化学场进行了归并和划分，共划出地球化学省7个，地球化学域21个，地球化学带14个，讨论了各地球化学带（省、域）的特征及其与已发现矿产的对应关系。提出了全省共划分出5个成矿域（Ⅰ级成矿区带）、8个成矿省（Ⅱ级成矿区带）、12个成矿区带（Ⅲ级成矿区带）、22个成矿亚区带（Ⅳ级成矿区带）的新见解。论证了每个Ⅳ级成矿区带内的地质成矿背景及矿化异常特征，并划分了矿田（Ⅴ级）。同时通过对省内矿床的形成时代、成矿环境、地质成矿作用及矿床“自然组合”的研究认识，基本确定了省内成矿系列序次，重点是对成矿系列类型及成矿系列、成矿亚系列进行了划分和鉴别，提出全省有11个成矿系列类型、39个成矿系列的新认识。对甘肃省内主要的金属矿产金、铜、铅锌、钨矿成矿控制因素从矿质来源、空间定位、成矿元素富集动力等方面进行了研究和总结，提出了主要金属矿产成矿的控制因素及找矿方向和远景区，论证了找矿突破的可能性。
沈其韩,耿元生[7]（2012）在《中国蓝片岩带的时空分布、地质特征和成因》文中认为本文主要介绍了中国蓝片岩的时空分布、一般地质特征和成因。内容主要包括以下6个方面:一是当前中国蓝片岩的研究概况和重要进展;二是蓝片岩、蓝闪片岩和蓝片岩相名词的讨论;三是对17个蓝片岩带的一般地质特征（主要包括原岩性质、岩石矿物共生组合,p-t条件,变质时代及赋存的大地构造背景等）进行描述;四是讨论蓝片岩带的成因,并提出深俯冲-陆陆碰撞型和深俯冲-洋壳碰撞两个模式;五是总结了几点蓝片岩带综合地质特征;六是提出了蓝片岩带研究中存在的6个地质科学问题,建议进一步加强考察与研究。
黄兴富[8]（2017）在《青藏高原北缘构造转换带（祁连山）地壳尺度构造变形研究》文中指出欧亚大陆与印度大陆的碰撞形成了全球范围内海拔最高、地壳最厚的青藏高原,但是青藏高原的隆升机制以及地壳加厚机制一直像迷一样困扰着研究青藏高原的地球科学家。虽然提出了不同的模型用于解释青藏高原的隆升及地壳的加厚,如（1）双地壳模型,（2）均匀连续缩短模型,（3）侧向挤出模型,（4）下地壳流模型等等。以上这些模型的提出都基于青藏高原受南边印度大陆单向挤压的动力学背景。随着80、90年代亚东-格尔木-额济纳地学断面计划的实施,发现青藏高原的隆升以及地壳加厚过程是处于南、北双向构造挤压力作用之下,而近些年来越来越多的证据也正证明着青藏高原北边的亚洲大陆岩石圈正下插于青藏高原之下。这可能预示着青藏高原北缘构造转换区（祁连山）的研究对了解青藏高原的隆升与扩张具有重要的意义。受探测手段精度不足的制约,青藏高原北缘地壳尺度的构造变形情况并未被清晰明了的揭示。因此,也无法获知青藏高原北缘的地壳是通过何种变形方式来调节亚洲岩石圈地幔的下插,而达到高原的扩张与地壳的加厚。基于此,本论文以青藏高原北缘构造转换区（祁连山）内的两条高精度的深地震反射剖面为研究基础,结合基础地质资料以及前人地球物理资料,通过详细的地质解译,揭示青藏高原北缘清晰的地壳结构构造,获得青藏高原向外隆升与地壳加厚的直接证据。经过详细的研究,本论文主要获得以下几点重要的认识:（1）祁连山东段的主要左旋走滑断裂,即马衔山断裂、海原断裂、天景山断裂,都非前人地球物理资料揭示的超壳断裂,而是终止于下地壳顶部的壳内断裂。海原断裂、天景山断裂地表之下都变现为复杂的几何形态,在深部都分为两支次级分支断裂;（2）青藏高原北缘构造转换区（祁连山）地壳变形以壳内滑脱带为界上、下解耦,但是祁连山东段与西段的变形方式存在差异:（3）祁连山西段滑脱带位于壳内低速层的顶部,深度18～27 km。滑脱带之上的地壳部分以一系列南倾、北冲,并向下终止于滑脱带的逆冲断裂变形为主,指示了青藏高原向北的扩张方式。滑脱带之下的地壳以Moho面作为变形标志,指示了复杂的挤压缩短变形。祁连山东段壳内滑脱带位于深度～40km处,东段内部的主要左旋走滑断裂都向下终止于该滑脱带之上。滑脱带之上地壳以左旋走滑断裂变形为主。滑脱带之下以Moho面作为变形标志,指示以发生在主要断裂带下方的挤压缩短变形为主;（4）从第（3）点的可以看出,青藏高原北缘构造转换带（祁连山）上、下地壳都经历了缩短变形,因此我们的证据并不支持青藏高原北缘构造转换带（祁连山）的隆升与地壳加厚的两种主流观点,即（a）薄皮构造方式,变形、加厚在上地壳而中、下地壳不变;（b）中、下地壳加厚而上地壳不变;（5）以平衡剖面中"层长守恒"的方法对青藏高原北缘构造转换带（祁连山）做了定量化变形研究。我们获得祁连山西段新生代以来上地壳缩短率为38.0%,下地壳缩短率为43.9%。据此,我们认为高原北缘新生代以来整个地壳发生了同步缩短变形。在缩短率的基础之上,我们恢复了新生代变形之前的地壳厚度为31.5～34.9 km。因此,我们认为目前青藏高原北缘的隆升以及地壳的加厚通过地壳的缩短变形就可以实现。地壳的缩短变形在青藏高原的隆升与地壳的加厚过程中发挥了重要的作用。祁连山东段由于上地壳不满足平衡剖面的条件,因此只计算获得了下地壳12.9%～22.2%的缩短率,文章虽然也讨论了初始地壳厚度,但只是作为参考,在此不给出。
李冰[9]（2020）在《祁连造山带早古生代构造演化与新生代陆内生长变形研究》文中认为祁连造山带处于青藏高原东北缘,作为特提斯构造域最北部典型的增生型造山带,在华北克拉通与柴达木地块之间经历了早古生代的俯冲和碰撞的多阶段造山过程,并于新生代受印度板块与欧亚板块碰撞的远程效应的影响形成了现今的祁连山逆冲断裂带。祁连造山带早古生代的构造变形在后期的中生代的伸展作用和新生代的陆内挤压造山作用过程中被相当程度的活化或改造。为了更好地约束祁连造山带的构造演化过程,本文通过野外地质考察,综合地质填图,岩浆岩和碎屑沉积岩的锆石U-Pb测年,电子背散射衍射方法,锆石和磷灰石的裂变径迹低温年代学,构造物理模拟等方法来试图剖析祁连造山带早古生代的造山作用和新生代陆内变形与扩展过程,以及早期构造对青藏高原东北缘生长过程的控制与制约。综合本文及前人在祁连造山带内开展的碎屑锆石U-Pb测年结果的基础上,本文获得了祁连造山带内新元古界至白垩系沉积地层碎屑锆石的5个峰值年龄区间:2550-2350 Ma,1850-1750 Ma,1050-950 Ma,500-435 Ma和320-240 Ma,以及造山带演化过程中的3次主要的影响沉积过程的物源转变与古水系变迁。基于祁连造山带的地质概况、岩浆侵入序列和前人的地球物理资料所显示的深部结构,本文提出了祁连造山带前新生代的综合演化模型,其中包括1)新元古代晚期至寒武纪裂谷作用导致祁连洋沿着塔里木洋闭合的古缝合带开启;2)寒武纪—奥陶纪的俯冲引发了祁连洋在柴达木地块与华北克拉通之间的洋壳背向双重俯冲作用,并导致了与洋壳俯冲相关的早期岩浆作用和（超）高压变质作用;3)祁连洋的最终封闭和大陆碰撞发生在440 Ma左右,并开启了由地壳熔融导致的同碰撞和后碰撞的岩浆活动和陆陆碰撞导致的志留纪复理石沉积的中低温度（400-500°C）韧性变形过程并千枚岩化,以及沉积物物源的变化和造山带内部古水系的重构;4)泥盆纪中晚期的伸展坍塌,形成了典型的磨拉石沉积,重构了造山带内部古水系并导致沉积物源的从早古生代沉积物转变为元古代的基底;5)中生代伸展导致了侏罗—白垩纪陆内伸展盆地的广泛发育。海原断层中段增压弯曲构造部位,中祁连地块和北祁连造山带中段和柴达木盆地东段的锆石和磷灰石裂变径迹热年代学结果表明,祁连山逆冲断裂带经历了多期的冷却历史,主要包括:1)受构造事件远程效应影响的侏罗纪至白垩纪晚期的早期冷却过程;2)沿祁连山逆冲断裂西段和柴北缘逆冲断裂带发生的始新世—渐新世与逆冲断层活动相关的冷却过程,以及祁连山逆冲断裂带东段从白垩纪晚期到中新世的长期构造静止状态;3)中新世中晚期准同期的构造活动与快速冷却使岩石样品最终隆升至地表,并导致早期逆冲断层的活化和海原断裂在15-10 Ma间走滑活动的启动。基于本文的构造物理模拟和前人的数值模拟结果,本文认为祁连山逆冲断裂带自新生代早期以来就成为了整个青藏高原—喜马拉雅造山带的东北部边界,并在印度板块与欧亚板块碰撞不久后始新世便开始以无序变形的方法发育一系列逆冲断层,伴随着山脉的隆起和盆地的沉积。祁连山逆冲断裂带新生代早期的构造变形过程是受到祁连造山带早古生代的构造演化过程及其残存构造的影响,其作为低摩擦系数的脱离层在青藏高原东北缘新生代陆内变形过程中对上地壳变形的模式,应变分布和变形时序方面起着决定性作用。
耿豪鹏[10]（2014）在《基于泥沙记录和坡面示踪的祁连山现代地表侵蚀速率研究》文中研究表明在长尺度地貌演化过程中,构造、气候、地形与地表侵蚀之间存在一个相互作用与制约的反馈机制,而不同时空尺度的地表侵蚀速率与构造、气候和地形的关系是探索这种相互作用与反馈机制的关键,也是理解地貌是如何演化的基础。近年来,国际地球科学界在活动造山带广泛开展了针对构造、气候、地形与地表侵蚀之间关系的研究与探讨,然而对于不同时间尺度与空间尺度的地表侵蚀速率受控于构造、地形还是气候这个关键问题,还存在很大的分歧。在构造活动强烈的山地,较高的地形梯度造成了显着的气候垂直地带性分布,流域高差与局地高差也十分显着,为此类问题的探讨提供了独特的研究条件与场所。位于青藏高原东北缘的祁连山北部地区,为河西走廊三大内陆河流域的发源地,同时也是构造活动强烈的山地。该区域地形起伏明显,气候地带性显着,是研究活动造山带地表侵蚀速率及其对构造、地形与气候响应的理想地区。在祁连山北部地区,己有的地表侵蚀速率研究包括了地质尺度上的地表剥露速率和千年尺度上的流域平均侵蚀速率,以及万年尺度的河流下切速率,但是现代尺度地表侵蚀的相关研究依然薄弱。在长尺度地貌演化过程中,构造与气候通过控制地表侵蚀过程与速率进而影响地表形态变化。在现代尺度上,地形和气候特征的差异性同样会影响到地表侵蚀过程的类型与速率。因此在现代尺度上对地表侵蚀速率、过程及其控制因素的深入探讨,可以为揭示长尺度构造、气候、地形和地表侵蚀之间的相互作用提供参考。基于上述研究背景,本研究首先对祁连山北部地区现代地表侵蚀速率进行了估算,其次分析了流域尺度与坡面尺度侵蚀速率的空间分布差异及其控制因素,然后通过地表过程的野外识别与模型验证分析了研究区主导的地表过程；最后分析了不同时间尺度地表侵蚀速率的主要控制因素。本文主要结论和创新点如下：流域尺度上,11个水文站泥沙连续记录估算的祁连山现代流域平均侵蚀速率介于0.02-0.20mm/a之间,平均值为0.08mm/a。流域平均侵蚀速率的空间展布表现出中段较高,而东段与西段较低的特点；进一步的地形与气候因子分析表明,平均局地高差是控制现代流域平均侵蚀速率空间分布差异的主要因素,而径流量则控制着流域平均侵蚀速率的年际变化。坡面尺度上,基于137Cs示踪法估算的祁连山东段西营河流域现代坡面侵蚀速率介于0.05-0.26mm/a之间,平均值为0.14mm/a。21个研究坡面具有不同的气候与地形特征,其与坡面侵蚀速率的对比结果表明,现代坡面侵蚀速率的空间分布差异主要受控于局地坡度,而气候因素（降雨和植被）对其具有一定的调节作用,同时也影响到侵蚀速率在坡面尺度上的波动性。为了验证21个坡面是否能够代表西营河流域坡面侵蚀速率的空间分布特征,本研究基于野外考察与地表过程识别,划分了主要地表过程的类型与分布范围。结果表明,坡面流水侵蚀是研究区的主导地表过程,4个不同气候植被带内的研究坡面可以大致代表坡面侵蚀速率在流域内的变化。以坡面侵蚀速率的估算结果为基础,进一步对其地表过程进行了模拟验证,结果表明了流水作用的片流侵蚀是研究坡面的主导地表过程,这一结论符合流域尺度泥沙侵蚀速率的年际变化与径流量的正相关关系。在片流侵蚀作用下,坡面侵蚀速率与局地坡度存在理论上的线性关系。在祁连山北部地区,两种时间尺度相同（现代尺度）但是空间尺度不同（流域尺度-坡面尺度）的地表侵蚀速率均显示出了地形控制的特征。在祁连山北部地区,现代流域平均侵蚀速率与平均局地高差之间存在一个线性关系,这与世界其他地区的泥沙研究结果一致。利用137Cs估算的坡面侵蚀速率与坡度的线性关系,我们尝试对祁连山北部地区流域平均坡面侵蚀速率进行了预测,结果表明流域尺度上坡面侵蚀速率的预测值与泥沙记录的观测值相当。然而,当区域的局地高差或者坡度处于坡地的临界稳定状态时,现代尺度侵蚀速率的估算无法完全捕捉到极端侵蚀与搬运过程,也就妨碍了不同时间尺度地表侵蚀速率的对比与解读。为此我们进一步对祁连山的局地高差进行了分析,结果表明研究区整体的局地高差并未达到滑坡、崩塌快速地表过程发生的临界值。祁连山北部地区现代尺度与千年尺度流域平均侵蚀速率的对比表明,两种时间尺度不同的地表侵蚀速率具有很高的一致性。由此在现代尺度和千年尺度上,地表侵蚀速率的空间分布差异均受控于地形（坡度与局地高差）的差异性。地质尺度地表剥露速率和万年尺度河流下切速率的空间分布差异同样与地形分布特征相符。因此祁连山北部地区不同时间尺度上的地表侵蚀速率均受控于地形。综上所述,地形控制着研究区不同空间尺度与时间尺度的地表侵蚀速率。现代地形的区域对比暗示了祁连山北部地区现代地形格局是由构造抬升驱动的。同时河流下切速率均大于其他侵蚀速率,由此推断研究区的地貌演化主要是在构造抬升驱动下河谷逐渐加深的过程。构造抬升与河流下切控制着局地高差的变化,局地高差进一步控制着侵蚀速率的空间分布差异,因此祁连山的地貌演化过程符合年轻上升山地的抬升-下切-侵蚀模式。
二、祁连山主要地质特征（论文开题报告）
（1）论文研究背景及目的
此处内容要求：
首先简单简介论文所研究问题的基本概念和背景，再而简单明了地指出论文所要研究解决的具体问题，并提出你的论文准备的观点或解决方法。
写法范例：
本文主要提出一款精简64位RISC处理器存储管理单元结构并详细分析其设计过程。在该MMU结构中,TLB采用叁个分离的TLB,TLB采用基于内容查找的相联存储器并行查找,支持粗粒度为64KB和细粒度为4KB两种页面大小,采用多级分层页表结构映射地址空间,并详细论述了四级页表转换过程,TLB结构组织等。该MMU结构将作为该处理器存储系统实现的一个重要组成部分。
（2）本文研究方法
调查法：该方法是有目的、有系统的搜集有关研究对象的具体信息。
观察法：用自己的感官和辅助工具直接观察研究对象从而得到有关信息。
实验法：通过主支变革、控制研究对象来发现与确认事物间的因果关系。
文献研究法：通过调查文献来获得资料，从而全面的、正确的了解掌握研究方法。
实证研究法：依据现有的科学理论和实践的需要提出设计。
定性分析法：对研究对象进行“质”的方面的研究，这个方法需要计算的数据较少。
定量分析法：通过具体的数字，使人们对研究对象的认识进一步精确化。
跨学科研究法：运用多学科的理论、方法和成果从整体上对某一课题进行研究。
功能分析法：这是社会科学用来分析社会现象的一种方法，从某一功能出发研究多个方面的影响。
模拟法：通过创设一个与原型相似的模型来间接研究原型某种特性的一种形容方法。
三、祁连山主要地质特征（论文提纲范文）
（1）祁连山新元古代中—晚期至早古生代火山作用与构造演化（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 地质背景 |
| 2.1 阿拉善陆块 |
| 2.2 祁连陆块 |
| 2.3 柴达木陆块 |
| 2.4 塔里木克拉通 |
| 2.5 华南陆块 |
| 3 祁连山地区的新元古代中—晚期至早古生代火山作用 |
| 3.1 祁连陆块及邻区新元古代中—晚期(848~604 Ma)裂谷火山岩 |
| 3.2 新元古代晚期至寒武纪(550~497 Ma)洋中脊玄武岩(MORB) |
| 3.3 寒武纪—奥陶纪弧和弧后盆地火山岩 |
| 3.3.1 北祁连中寒武世—奥陶纪(503~446 Ma)岛弧火山岩 |
| 3.3.2北祁连寒武纪至奥陶纪(517~449 Ma)弧后盆地火山岩 |
| 3.3.3 南祁连寒武纪至奥陶纪(542~486 Ma)岛弧和弧后盆地火山岩 |
| 3.4 祁连陆块中部拉脊山寒武纪至奥陶纪裂谷火山岩 |
| 3.5 祁连陆块北缘的晚奥陶世至早志留世(445~428 Ma)碰撞后裂谷火山岩 |
| 3.5.1 北祁连洋和南祁连洋最终闭合的时间 |
| 3.5.2 祁连陆块北缘的晚奥陶世至早志留世(445~428 Ma)碰撞后裂谷火山岩 |
| 4 祁连山新元古代中—晚期至早古生代构造岩浆演化历史的重建 |
| 4.1 880~500 Ma:Rodinia超大陆裂谷化和裂解及北祁连洋和南祁连洋的开启和扩张 |
| 4.2 630~446 Ma:大洋俯冲和岛弧-弧后盆地对的发育 |
| 4.2.1 大洋俯冲和弧岩浆作用 |
| 4.2.2 岛弧和弧后盆地对的产生 |
| 4.2.3 拉脊山火山岩系形成于陆内裂谷拉伸环境 |
| 4.3 445~420 Ma:洋盆闭合、大陆深俯冲和志留纪初始磨拉石建造 |
| 4.4 420~400 Ma:俯冲岩片折返和造山作用 |
| 5 结语 |
（2）青海祁连山冻土区天然气水合物研究进展综述（论文提纲范文）
| 1 研究区地质概况 |
| 2 天然气水合物地质特征 |
| 3 天然气水合物成藏系统 |
| 3.1 冻土特征 |
| 3.2 气源特征 |
| 3.3 储层特征 |
| 3.4 断裂构造特征 |
| 3.5 孔隙水特征 |
| 4 调查技术研究进展 |
| 4.1 现场识别技术 |
| 4.2 地球物理调查技术 |
| 4.3 地球化学调查技术 |
| 5 试采试验研究 |
| 6 环境效应研究 |
| 7 结论 |
（3）东亚原特提斯洋（Ⅴ）:北界西段陆缘属性及微陆块拼合（论文提纲范文）
| 1 引言 |
| 2 区域地质背景 |
| 2.1 龙首山增生楔 |
| 2.2 北祁连构造带 |
| 2.3 中祁连微陆块 |
| 2.4 南祁连构造带 |
| 3 岩浆岩、蛇绿混杂岩的分布 |
| 3.1 北祁连蛇绿岩分布 |
| (1) 南带蛇绿岩形成时间及构造属性 |
| (2) 北带蛇绿岩形成时间及构造属性 |
| 3.2 北祁连岩浆岩时空分布特征 |
| (1) 洋壳南缘俯冲型中酸性岩浆岩带 |
| (2) 俯冲后退-岛弧型岩浆岩带 |
| (3) 弧-陆、陆-陆碰撞型岩浆岩带 |
| (4) 碰撞后岩浆岩带 |
| 4 微陆块的亲缘性 |
| 5 原特提斯北部边界西段微陆块构造演化 |
| 6 结论 |
（4）甘肃白银厂铜多金属矿田成矿作用研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 1 前言 |
| 1.1 选题背景及意义 |
| 1.2 研究现状及拟解决的问题 |
| 1.2.1 VMS矿床研究现状 |
| 1.2.2 白银厂矿田研究现状及拟解决的问题 |
| 1.3 研究思路 |
| 1.4 工作内容及其完成的工作量 |
| 1.4.1 野外工作内容 |
| 1.4.2 室内工作内容 |
| 1.5 主要研究成果 |
| 2 区域地质概况 |
| 2.1 大地构造位置及区域演化简史 |
| 2.2 区域地层 |
| 2.3 区域构造 |
| 2.4 区域火山岩浆作用 |
| 2.5 区域矿产概况 |
| 3 矿床地质特征概述 |
| 3.1 矿田地质特征 |
| 3.2 折腰山矿床地质特征 |
| 3.2.1 矿体特征 |
| 3.2.2 矿石特征 |
| 3.2.3 围岩蚀变 |
| 3.2.4 成矿期次及矿物生成顺序 |
| 3.3 小铁山矿床地质特征 |
| 3.3.1 矿体特征 |
| 3.3.2 矿石特征 |
| 3.3.3 矿化分带 |
| 3.3.4 围岩蚀变 |
| 3.3.5 成矿期次及矿物生成顺序 |
| 4 火山岩特征研究 |
| 4.1 火山岩类型及火山旋回 |
| 4.1.1 火山岩命名问题 |
| 4.1.2 火山岩组合 |
| 4.1.3 火山岩分布及其旋回 |
| 4.2 火山岩岩石-岩相学特征 |
| 4.3 火山岩地球化学特征 |
| 4.3.1 样品的分析测试 |
| 4.3.2 主量元素 |
| 4.3.3 微量元素 |
| 4.3.4 稀土元素 |
| 4.4 火山岩成岩年代学特征 |
| 4.4.1 样品的分析测试 |
| 4.4.2 测试结果 |
| 4.4.3 关于成岩年龄的讨论 |
| 4.5 火山岩锆石Hf同位素研究 |
| 4.5.1 样品的分析测试 |
| 4.5.2 测试结果 |
| 4.6 火山岩的成因探讨 |
| 4.6.1 火山岩系列 |
| 4.6.2 构造环境 |
| 4.6.3 岩浆源区 |
| 4.6.4 酸性火山岩与中基性火山岩的关系 |
| 4.6.5 岩浆形成机制 |
| 4.7 火山机构研究 |
| 5 成矿作用特征标志 |
| 5.1 重晶石 |
| 5.1.1 产出特征 |
| 5.1.2 微量元素特征 |
| 5.1.3 稀土元素特征 |
| 5.1.4 找矿意义 |
| 5.2 含铁硅质岩 |
| 5.2.1 产出特征 |
| 5.2.2 常量元素特征 |
| 5.2.3 微量元素特征 |
| 5.2.4 稀土元素特征 |
| 5.2.5 讨论 |
| 5.3 绿泥石 |
| 5.3.1 产出特征 |
| 5.3.2 地球化学特征 |
| 5.3.3 讨论 |
| 6 成矿物质来源 |
| 6.1 样品采集及测试 |
| 6.2 硫同位素 |
| 6.2.1 硫同位素组成 |
| 6.2.2 硫的来源 |
| 6.3 铅同位素 |
| 6.3.1 铅同位素组成 |
| 6.3.2 铅同位素来源 |
| 6.4 单矿物稀土、微量元素 |
| 7 成矿流体特征 |
| 7.1 流体包裹体地球化学特征 |
| 7.1.1 样品采集及分析方法 |
| 7.1.2 包裹体岩相学特征 |
| 7.1.3 包裹体温度、盐度 |
| 7.1.4 包裹体成分 |
| 7.2 氢氧同位素 |
| 7.3 氦氩同位素 |
| 7.4 讨论 |
| 7.4.1 与典型VMS矿床流体包裹体对比 |
| 7.4.2 成矿流体来源 |
| 7.4.3 是否存在沸腾作用 |
| 8 找矿预测地质模型构建 |
| 8.1 成因模型的构建 |
| 8.2 找矿预测地质模型的构建 |
| 8.2.1 成矿地质体 |
| 8.2.2 成矿构造和结构面 |
| 8.2.3 成矿作用特征标志 |
| 8.2.4 模型结构分析 |
| 8.2.5 找矿预测地质模型 |
| 9 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 附录 |
（5）祁连山岩浆作用有关硫化金属矿床成矿与找矿（论文提纲范文）
| 论文提要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 一、论文选题的由来和创新意义 |
| 二、论文的主要研究内容和目标 |
| 三、学术思想和技术路线 |
| 四、论文研究工作概况和完成主要工作量 |
| 五、样品采集制备和分析方法 |
| 六、主要创新成果 |
| 第二章 岩浆作用有关硫化金属矿床研究现状 |
| 一、世界岩浆作用有关硫化金属矿床的类型和分布 |
| (一) 概念及研究范畴 |
| (二) 火山成因块状硫化物矿床(VHMS)类型及分布 |
| (三) 岩浆硫化物矿床类型及分布 |
| 二、火山成因块状硫化物矿床(VHMS)成矿作用研究进展 |
| (一) 现代海底热液成矿作用研究发现 |
| (二) 蛇绿岩及其成矿 |
| (三) 成矿环境及成矿物质来源 |
| (四) 成矿流体性质与来源 |
| (五) 热液循环成矿机制 |
| 三、岩浆硫化物矿床成矿作用研究进展 |
| (一) Voisey's Bay矿床的发现及其意义 |
| (二) 大火成岩省与岩浆硫化物矿床成矿 |
| (三) 不混溶成矿作用与硫化物饱和度控制 |
| (四) 地壳污染和岩浆混合对硫化物溶解度的影响 |
| (五) 复合热液作用对岩浆硫化物矿床的成矿贡献 |
| 第三章 祁连山岩浆作用有关硫化金属矿床成矿背景与成矿地质条件 |
| 一、祁连山构造格架及构造地质演化 |
| (一) 大地构造位置 |
| (二) 构造单元划分 |
| (三) 区域构造演化 |
| 二、祁连山古微陆块及中元古代大陆溢流玄武岩 |
| (一) 主要微陆块地质归属 |
| (二) 中元古代大陆溢流玄武岩 |
| 三、祁连山中元古代镁铁超镁铁岩侵入体 |
| (一) 中元古代镁铁-超镁铁岩分布及形成特征 |
| (二) 中元古代镁铁-超镁铁岩成岩演化 |
| 四、祁连山新元古代大陆裂解的沉积学证据和火山作用响应 |
| (一) 大陆裂解的沉积学证据 |
| (二) 碎屑流沉积的构造指相意义及火山作用响应 |
| 五、北祁连山加里东期聚敛作用的构造转换及岩浆作用特征 |
| (一) 北祁连山加里东期聚敛作用的构造转换 |
| (二) 区域岩浆作用指相及成矿响应 |
| (三) 两种构造聚敛模式转换动力学机制 |
| 六、祁连山区域成矿构造环境及动力学分析 |
| (一) 祁连山区域成矿构造环境 |
| (二) 区域成矿动力学分析 |
| 第四章 祁连山岩浆作用有关硫化金属矿床成矿作用 |
| 一、祁连山主要矿床组合及特征 |
| (一) 主要矿床组合及其成矿作用类型 |
| (二) 早古生代火山岩成因块状硫化物矿床区域成矿特征 |
| (三) 中元古代早期岩浆熔离型铜镍矿床区域成矿特征 |
| (四) 早古生代晚期矽卡岩一石英脉型钨矿床主要成矿特征 |
| (五) 贵金属主要成矿特征及与硫化金属矿床成矿关系分析 |
| 二、北祁连塞浦路斯型Cu-Zn矿床成矿作用 |
| (一) 北祁连塞浦路斯型Cu-Zn矿床发现的地质找矿意义 |
| (二) 北祁连赋矿弧后盆地火山岩系 |
| (三) 石居里沟塞浦路斯型Cu-Zn矿床成矿地质地球化学特征 |
| (四) 中晚奥陶世北祁连弧后扩张及海底热液循环成矿 |
| 三、祁连山元古宙大规模岩浆铜镍硫化物矿床成矿作用 |
| (一) 金川岩浆Cu-Ni-PGE矿床地质对比及其成矿指示意义 |
| (二) 金川岩浆Cu-Ni-PGE矿床地质地球化学特征 |
| (三) 元古宙祁连古陆大规模岩浆事件及熔离成矿 |
| 第五章 祁连山岩浆作用有关硫化金属矿床找矿潜力 |
| 一、祁连山暨西北地区金属矿床在全国金属矿产勘查中的地位 |
| (一) 西北地区古生代主要金属矿床成矿特点 |
| (二) 西北地区成矿背景及成矿条件约束 |
| 二、南祁连化隆地区金川型岩浆Cu-Ni-PGE矿床找矿靶区优选 |
| (一) 找矿战略靶区筛选的指示剂 |
| (二) 地质条件与成矿显示的对比 |
| (三) 物化遥异常信息及找矿靶区筛选 |
| 三、北祁连中西段塞浦路斯型铜矿找潜力 |
| (一) 古火山机构及控矿原生裂隙系统判别 |
| (二) 音频可控源大地电磁测深探矿 |
| (三) 找矿潜力分析 |
| 第六章 结语 |
| 一、论文要点 |
| 二、对于未来研究的一些思考 |
| 三、致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 附录Ⅰ 已出版专着和发表论文 |
| 附录Ⅱ 主要获奖研究成果 |
（6）甘肃省区域构造及区域成矿找矿研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 论文选题的由来及意义 |
| 1.2 论文领域的国内外研究概况 |
| 1.3 论文的主要研究内容和目标 |
| 1.4 学术思想和技术路线 |
| 1.5 论文研究工作简况和完成主要工作量 |
| 1.6 主要创新成果 |
| 第二章 区域地质矿产研究的历史和现状 |
| 2.1 研究的历史和现状 |
| 2.1.1 北山地区 |
| 2.1.2 龙首山地区 |
| 2.1.3 祁连地区 |
| 2.1.4 西秦岭地区 |
| 2.1.5 陇东地区 |
| 2.2 相关的主要研究成果及观点 |
| 2.2.1 区域大地构造 |
| 2.2.2 区域矿产研究 |
| 第三章 区域成矿地质背景 |
| 3.1 区域地层及其含矿性 |
| 3.1.1 区域地层的分布 |
| 3.1.2 区域地层的含矿性 |
| 3.2 岩浆岩及其含矿性 |
| 3.2.1 岩浆岩的分布 |
| 3.2.2 岩浆岩的含矿性 |
| 3.3 区域构造 |
| 3.3.1 古板块边界及蛇绿岩带及其特征 |
| 3.3.2 构造单元的划分 |
| 3.3.3 区域大地构造演化 |
| 3.4 区域矿产分布概况 |
| 第四章 区域地球物理场和地球化学场 |
| 4.1 区域地球物理场 |
| 4.1.1 地球物理工作概况 |
| 4.1.2 区域岩石的物性 |
| 4.1.3 区域重磁场 |
| 4.1.4 区域地球物理场与矿产的关系 |
| 4.2 区域地球化学场 |
| 4.2.1 工作概况 |
| 4.2.2 元素在地层中的分布特征 |
| 4.2.3 元素的空间分布规律 |
| 4.2.4 元素地球化学块体 |
| 4.2.5 地球化学分区和地球化学异常带 |
| 第五章 区域成矿带 |
| 5.1 概述 |
| 5.1.1 概念及定义 |
| 5.1.2 研究概况 |
| 5.2 成矿区带划分圈定原则及依据 |
| 5.3 甘肃省成矿区带的划分 |
| 5.3.1 成矿域(Ⅰ级)划分 |
| 5.3.2 成矿省(Ⅱ级)划分 |
| 5.3.3 成矿区(带)划分(Ⅲ、Ⅳ、Ⅴ级成矿区带) |
| 5.4 主要成矿区(带)特征 |
| 第六章 区域矿床成矿系列 |
| 6.1 概述 |
| 6.1.1 概念及定义 |
| 6.1.2 成矿系列的研究方法 |
| 6.2 矿床成矿系列组合和类型的划分 |
| 6.2.1 矿床成矿系列组合划分 |
| 6.2.2 矿床成矿系列类型的划分 |
| 6.3 矿床成矿系列 |
| 6.3.1 元古代矿床成矿系列 |
| 6.3.2 古生代矿床成矿系列 |
| 6.3.3 中新生代矿床成矿系列 |
| 第七章 主要金属矿床成矿控制因素及找矿方向 |
| 7.1 金矿成矿的控制因素及找矿方向 |
| 7.1.1 金矿成矿的主要控制因素 |
| 7.1.2 金矿的找矿标志 |
| 7.1.3 金矿的找矿方向和远景区 |
| 7.2 铜(多金属)矿成矿的控制因素及找矿方向 |
| 7.2.1 铜(多金属)矿成矿的控制因素及标志 |
| 7.2.2 铜(多金属)矿的找矿方向和远景区 |
| 7.3 铅锌矿成矿的控制因素及找矿方向 |
| 7.3.1 铅锌矿成矿的控制因素及标志 |
| 7.3.2 铅锌矿的找矿方向和远景区 |
| 7.4 钨矿成矿的控制因素及找矿方向 |
| 7.4.1 钨矿成矿的控制因素及标志 |
| 7.4.2 钨矿的找矿方向和远景区 |
| 第八章 结语 |
| 8.1 论文要点 |
| 8.2 对于未来研究的一些思考 |
| 致谢 |
| 参考文献 |
| 附录 |
| 附录Ⅰ 科研成果、已出版专着和发表论文 |
| 附录Ⅱ 主要获奖研究成果 |
（7）中国蓝片岩带的时空分布、地质特征和成因（论文提纲范文）
| 1 我国蓝片岩和蓝片岩带的研究概况 |
| 2 蓝闪片岩相的划分和蓝片岩与蓝闪片岩的命名 |
| 2.1 蓝闪片岩相的划分 |
| 2.2 关于蓝闪片岩和蓝片岩的命名 |
| 3 中国高压-低温蓝片岩带的划分 |
| 3.1 以往学者对中国蓝片岩带的划分 |
| 3.2 本文对中国蓝片岩带的划分 |
| 4 中国蓝片岩带的地质特征和成因 |
| 4.1 中国蓝片岩带分布广, 时代全、样式复杂、类型多样 |
| 4.2 蓝片岩带的成因类型 |
| 4.3 新元古代新疆阿克苏蓝片岩带中发现迪尔石的重要地质意义 |
| 4.4 某些蓝片岩带的研究进展和连接问题 |
| 4.5 北祁连蓝片岩带高压泥质岩中发现镁-纤柱石的重要地质意义 |
| 5 存在问题和建议 |
（8）青藏高原北缘构造转换带（祁连山）地壳尺度构造变形研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究现状及选题背景 |
| 1.2 研究内容及研究意义 |
| 1.2.1 研究内容 |
| 1.2.2 研究意义 |
| 1.3 研究思路及技术手段 |
| 1.3.1 研究思路 |
| 1.3.2 技术手段 |
| 第二章 青藏高原北缘-祁连山研究概况 |
| 2.1 研究区祁连山地质概述 |
| 2.2 祁连山及邻区新生代变形缩短量研究 |
| 2.3 祁连山地区已有的地球物理资料概括 |
| 2.3.1 折射/宽角反射资料 |
| 2.3.2 天然地震资料 |
| 2.3.3 大地电磁资料 |
| 2.4 本章小结 |
| 第三章 祁连山西段地壳尺度构造变形 |
| 3.1 区域地质概况 |
| 3.1.1 北祁连山 |
| 3.1.2 酒西盆地 |
| 3.1.3 宽滩山-黑山(黑山断裂带) |
| 3.1.4 北祁连山前断裂带 |
| 3.2 数据采集与处理 |
| 3.2.1 地震数据采集 |
| 3.2.2 地震数据处理 |
| 3.3 深地震反射剖面基本特征 |
| 3.3.1 岩石圈地幔及Moho面反射特征 |
| 3.3.2 中下地壳反射特征 |
| 3.3.3 上地壳反射特征 |
| 3.4 深地震反射剖面的地质解释 |
| 3.4.1 深地震反射剖面上地壳地质解释 |
| 3.4.2 深地震反射剖面中下地壳地质解译 |
| 3.5 本章小结 |
| 第四章 祁连山东段地壳尺度构造变形 |
| 4.1 区域地质概况 |
| 4.1.1 临夏盆地 |
| 4.1.2 马衔山断裂 |
| 4.1.3 兰州盆地 |
| 4.1.4 海原断裂带 |
| 4.1.5 天景山断裂 |
| 4.2 数据采集与处理 |
| 4.2.1 地震数据采集 |
| 4.2.2 地震数据处理 |
| 4.3 深地震反射剖面主要特征 |
| 4.3.1 岩石圈地幔顶部及Moho面反射特征 |
| 4.3.2 中、下地壳反射特征 |
| 4.3.3 上地壳反射特征 |
| 4.4 深地震反射剖面地质解译 |
| 4.4.1 马衔山断裂地质解译 |
| 4.4.2 海原断裂地质解译 |
| 4.4.3 天景山断裂地质解译 |
| 4.4.4 中-下地壳强反射轴及反射透明区地质解译 |
| 4.5 本章小结 |
| 第五章 讨论 |
| 5.1 新生代变形缩短量估算 |
| 5.1.1 祁连山西段新生代变形缩短量估算 |
| 5.1.2 祁连山东段新生代变形缩短量估算 |
| 5.2 新生代变形前初始地壳厚度估算 |
| 5.2.1 祁连山西段初始地壳厚度估算 |
| 5.2.2 祁连山东段初始地壳厚度估算 |
| 5.3 对青藏高原北缘新生代地壳加厚的意义 |
| 5.4 祁连山东、西段地貌差异原因的探讨 |
| 第六章 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 个人信息与科研成果 |
（9）祁连造山带早古生代构造演化与新生代陆内生长变形研究（论文提纲范文）
| 摘要 |
| Abstract |
| 第一章 前言 |
| 1.1 选题依据与研究意义 |
| 1.1.1 选题依据 |
| 1.1.2 研究意义 |
| 1.2 研究现状及科学问题 |
| 1.2.1 研究现状 |
| 1.2.2 科学问题 |
| 1.3 研究内容与技术路线 |
| 1.3.1 研究内容 |
| 1.3.2 技术路线 |
| 1.4 主要创新点 |
| 1.5 工作量统计 |
| 第二章 区域概况 |
| 2.1 区域地质概况 |
| 2.1.1 大地构造 |
| 2.1.2 区域地层 |
| 2.1.3 断裂构造的几何图像和基本格架 |
| 2.2 区域地球物理场对断裂分布的反映 |
| 2.2.1 区域重力场特征 |
| 2.2.2 区域磁异常特征 |
| 第三章 祁连造山带早古生代造山过程及其构造演化 |
| 3.1 工作方法与实验流程 |
| 3.1.1 锆石U-Pb年代学 |
| 3.1.2 电子背散射衍射(EBSD) |
| 3.2 岩浆岩样品采集与锆石U-Pb测试结果 |
| 3.2.1 岩浆岩样品采集及岩相学特征 |
| 3.2.2 岩浆岩样品锆石U-Pb测试结果 |
| 3.3 碎屑锆石样品采集与测试结果 |
| 3.3.1 碎屑锆石样品采集 |
| 3.3.2 碎屑锆石U-Pb定年测试结果 |
| 3.3.3 碎屑锆石年龄解释 |
| 3.3.4 沉积物物源及构造环境分析 |
| 3.4 电子背散射衍射样品采集与测试结果 |
| 3.4.1 电子背散射衍射测试结果 |
| 3.4.2 石英动态重结晶的地质意义 |
| 3.5 祁连造山带造山过程及前新生代构造演化 |
| 第四章 祁连山逆冲断裂带新生代构造变形与低温热年代学 |
| 4.1 基本原理、方法和实验流程 |
| 4.1.1 基本原理 |
| 4.1.2 实验方法 |
| 4.1.3 热历史模拟原理及方法 |
| 4.2 新生代主要断裂构造变形特征 |
| 4.2.1 新生代早期的构造变形 |
| 4.2.2 新生代中晚期构造变形 |
| 4.3 裂变径迹样品采集与测试结果 |
| 4.3.1 北祁连造山带东段 |
| 4.3.2 中-北祁连造山带中段 |
| 4.3.3 柴达木盆地北缘东段 |
| 4.4 裂变径迹数据分析与地质意义 |
| 4.4.1 祁连逆冲断裂带的隆升过程 |
| 4.4.2 海原断裂中段走滑活动起始时间 |
| 4.4.3 柴达木盆地北缘逆冲断裂带多期活动 |
| 4.5 青藏高原东北缘新生代变形样式与扩展方式 |
| 第五章 祁连山逆冲断裂带构造变形的构造物理模拟实验 |
| 5.1 基本原理与实验装备 |
| 5.1.1 基本原理 |
| 5.1.2 实验装备与材料 |
| 5.2 研究思路与实验方案 |
| 5.2.1 构造模型建立 |
| 5.2.2 边界条件分析 |
| 5.2.3 实验参数设置 |
| 5.3 实验过程与实验结果分析 |
| 5.4 祁连造山带早期先存构造与新生代变形与扩展的制约 |
| 第六章 结论 |
| 参考文献 |
| 致谢 |
| 附录 |
| 个人简历、攻读学位期间的研究成果及公开发表的学术论文 |
（10）基于泥沙记录和坡面示踪的祁连山现代地表侵蚀速率研究（论文提纲范文）
| 中文摘要 |
| Abstract |
| 第一章 绪论 |
| 1.1 研究背景 |
| 1.2 地表侵蚀速率研究进展 |
| 1.2.1 侵蚀速率研究方法与时空尺度 |
| 1.2.2 地表侵蚀速率空间分布的控制因素 |
| 1.2.3 全球泥沙记录的数据集成与进展 |
| 1.2.4 坡面侵蚀过程的观测与模拟 |
| 1.3 论文的选题依据、研究内容与技术路线 |
| 1.3.1 论文的选题依据 |
| 1.3.2 论文的研究内容 |
| 1.3.3 论文拟解决的问题 |
| 1.3.4 论文的技术路线 |
| 第二章 祁连山北部地区现代流域尺度平均侵蚀速率 |
| 2.1 研究区概况 |
| 2.1.1 祁连山的地质与地貌特征 |
| 2.1.2 祁连山的气候与植被特征 |
| 2.1.3 祁连山的水系分布与水文特征 |
| 2.2 祁连山现代泥沙连续记录与输沙总量估算 |
| 2.2.1 水文站点选取与数据记录 |
| 2.2.2 研究流域主要输沙量的估算 |
| 2.3 流域平均侵蚀速率的估算结果 |
| 2.4 小结 |
| 第三章 祁连山流域现代平均侵蚀速率的时空特征与控制因素 |
| 3.1 影响流域平均侵蚀速率的控制因子计算 |
| 3.1.1 地形控制因子的计算 |
| 3.1.2 气候控制因子的计算 |
| 3.2 流域平均侵蚀速率的空间分布特征与控制因素 |
| 3.2.1 控制因素分析 |
| 3.2.2 流域平均侵蚀速率与气候因子之间的关系 |
| 3.2.3 流域平均侵蚀速率与地形因子之间的关系 |
| 3.2.4 流域平均侵蚀速率与平均局地高差的线性关系 |
| 3.3 流域平均侵蚀速率的年际变化与控制因素 |
| 3.3.1 影响流域平均侵蚀速率年际变化的因素 |
| 3.3.2 祁连山的降雨特征及地表侵蚀过程推测 |
| 3.4 小结 |
| 第四章 西营河流域坡面侵蚀速率的空间分布与控制因素 |
| 4.1 西营河流域区域概况 |
| 4.2 坡面侵蚀速率的~(137)Cs示踪与计算方法 |
| 4.3 坡面选取与样品采集分析 |
| 4.3.1 背景值点的选取与采样 |
| 4.3.2 侵蚀坡面的选取与采样 |
| 4.3.3 样品的实验分析 |
| 4.4 ~(137)Cs坡面侵蚀速率的模型计算 |
| 4.4.1 扩散-迁移模型的构建 |
| 4.4.2 背景值采样点的~(137)Cs垂向分布特征 |
| 4.4.3 侵蚀坡面的~(137)Cs实验结果与分布特征 |
| 4.4.4 坡面侵蚀速率的计算结果 |
| 4.5 坡面侵蚀速率与其他速率的比较 |
| 4.6 坡面侵蚀速率的控制因子 |
| 4.7 小结 |
| 第五章 西营河流域地表侵蚀过程、类型及其模型验证 |
| 5.1 西营河流域不同植被带及其坡面侵蚀过程定性观察 |
| 5.2 坡面侵蚀模型的构建 |
| 5.2.1 模型的理论基础 |
| 5.2.2 坡面过程模型的构建 |
| 5.3 坡面平均侵蚀速率的模拟结果 |
| 5.3.1 坡面流水侵蚀主导的模拟结果 |
| 5.3.2 雨滴击溅和蠕动等扩散过程对模拟结果的贡献 |
| 5.4 单个采样点侵蚀速率的模拟结果 |
| 5.5 坡面流水侵蚀过程的控制因素 |
| 5.6 小结 |
| 第六章 不同时空尺度地表侵蚀速率的地形与构造控制 |
| 6.1 全球不同时空尺度侵蚀速率与地形的关系 |
| 6.1.1 全球现代尺度流域平均侵蚀速率(泥沙记录)与地形的关系 |
| 6.1.2 全球地质尺度地表剥露速率与地形的关系 |
| 6.1.3 全球千年尺度流域平均侵蚀速率与地形的关系 |
| 6.2 祁连山北部地区现代坡面与流域侵蚀速率的尺度转换与对比 |
| 6.2.1 利用现代尺度坡面侵蚀速率预测流域平均侵蚀速率的方法与结果 |
| 6.2.2 流域平均侵蚀速率的尺度转换预测结果与泥沙记录估算结果对比 |
| 6.2.3 局地坡度与局地高差的差异对地表侵蚀速率空间尺度转换的影响 |
| 6.3 祁连山北部地区现代尺度与千年尺度的流域平均侵蚀速率 |
| 6.3.1 祁连山局地高差的分布特征与地形的临界稳定状态分析 |
| 6.3.2 祁连山中段千年尺度流域平均侵蚀速率的推算方法与结果 |
| 6.3.3 祁连山中段千年尺度与现代尺度流域平均侵蚀速率的比较 |
| 6.4 祁连山北部地区的地表侵蚀空间差异及其地貌意义 |
| 6.4.1 祁连山不同时空尺度侵蚀速率的空间分布特征与比较 |
| 6.4.2 淡水河流域与西营河流域地貌特征的比较及其地貌意义 |
| 6.4.3 祁连山北部地区地貌演化模式及河流下切速率的地貌意义 |
| 6.5 小结 |
| 第七章 结论与展望 |
| 7.1 主要结论 |
| 7.2 问题与展望 |
| 参考文献 |
| 附录1 |
| 图索引 |
| 附录2 |
| 表索引 |
| 在学期间的研究成果 |
| 致谢 |
四、祁连山主要地质特征（论文参考文献）
- [1]祁连山新元古代中—晚期至早古生代火山作用与构造演化[J]. 夏林圻,李向民,余吉远,王国强. 中国地质, 2016(04)
- [2]青海祁连山冻土区天然气水合物研究进展综述[J]. 王平康,祝有海,卢振权,白名岗,黄霞,庞守吉,张帅,刘晖,肖睿. 中国科学:物理学 力学 天文学, 2019(03)
- [3]东亚原特提斯洋（Ⅴ）:北界西段陆缘属性及微陆块拼合[J]. 李三忠,李涛,赵淑娟,李玺瑶,刘鑫,郭玲莉,于胜尧,李少俊. 岩石学报, 2017(06)
- [4]甘肃白银厂铜多金属矿田成矿作用研究[D]. 杜泽忠. 中国地质大学(北京), 2014(08)
- [5]祁连山岩浆作用有关硫化金属矿床成矿与找矿[D]. 李文渊. 西北大学, 2004(11)
- [6]甘肃省区域构造及区域成矿找矿研究[D]. 张新虎. 兰州大学, 2007(04)
- [7]中国蓝片岩带的时空分布、地质特征和成因[J]. 沈其韩,耿元生. 地质学报, 2012(09)
- [8]青藏高原北缘构造转换带（祁连山）地壳尺度构造变形研究[D]. 黄兴富. 中国地质科学院, 2017(07)
- [9]祁连造山带早古生代构造演化与新生代陆内生长变形研究[D]. 李冰. 中国地质科学院, 2020(01)
- [10]基于泥沙记录和坡面示踪的祁连山现代地表侵蚀速率研究[D]. 耿豪鹏. 兰州大学, 2014(01)